EVOLUCIÓN DE LA TIERRA
LA TIERRA EN EL SISTEMA SOLAR
La Tierra pertenece a los planetas terrestres, lo que significa que, a diferencia de los gigantes gaseosos como Júpiter, tiene una superficie sólida. Es el mayor de los cuatro planetas terrestres del Sistema Solar, tanto en tamaño como en masa. Además, la Tierra tiene la densidad más alta, la gravedad superficial más fuerte y el campo magnético más fuerte entre los cuatro planetas.
Forma de la Tierra
Comparación de los tamaños de los planetas terrestres (de izquierda a derecha): Mercurio, Venus, Tierra, Marte.
movimiento de la tierra
La Tierra se mueve alrededor del Sol en una órbita elíptica a una distancia de unos 150 millones de kilómetros con una velocidad media de 29,765 km/s. La velocidad de la órbita de la Tierra no es constante: en julio comienza a acelerarse (después de pasar el afelio) y en enero comienza a desacelerarse nuevamente (después de pasar el perihelio). El Sol y todo el Sistema Solar giran alrededor del centro de la Vía Láctea en una órbita casi circular a una velocidad de unos 220 km/s. Llevada por el movimiento del Sol, la Tierra describe una línea helicoidal en el espacio.
Actualmente, el perihelio de la Tierra ocurre alrededor del 3 de enero y el afelio ocurre alrededor del 4 de julio.
Para la Tierra, el radio de la esfera de Hill (esfera de influencia de la gravedad terrestre) es de aproximadamente 1,5 millones de kilómetros. Ésta es la distancia máxima a la que la influencia de la gravedad de la Tierra es mayor que la influencia de la gravedad de otros planetas y del Sol.
Estructura de la tierra Estructura interna
Estructura general del planeta Tierra.
La Tierra, como otros planetas terrestres, tiene una estructura interna en capas. Se compone de cáscaras duras de silicato (corteza, manto extremadamente viscoso) y un núcleo metálico. La parte exterior del núcleo es líquida (mucho menos viscosa que el manto) y la parte interior es sólida.
El calor interno del planeta probablemente proviene de la desintegración radiactiva de los isótopos potasio-40, uranio-238 y torio-232. Los tres elementos tienen vidas medias de más de mil millones de años. En el centro del planeta, la temperatura puede aumentar hasta 7.000 K y la presión puede alcanzar 360 GPa (3,6 mil atm.).
La corteza terrestre es la parte superior de la Tierra sólida.
La corteza terrestre está dividida en placas litosféricas de diferentes tamaños, que se mueven entre sí.
El manto es la capa de silicato de la Tierra, compuesta principalmente por rocas formadas por silicatos de magnesio, hierro, calcio, etc.
El manto se extiende desde profundidades de 5 a 70 km por debajo del límite con la corteza terrestre hasta el límite con el núcleo a una profundidad de 2900 km.
El núcleo está formado por una aleación de hierro y níquel mezclada con otros elementos.
Teoría de las placas tectónicas Plataformas tectónicas
Según la teoría de las placas tectónicas, la parte exterior de la Tierra está formada por la litosfera, que incluye la corteza terrestre y la parte superior solidificada del manto. Debajo de la litosfera se encuentra la astenosfera, que constituye la parte interna del manto. La astenosfera se comporta como un líquido sobrecalentado y extremadamente viscoso.
La litosfera está dividida en placas tectónicas y parece flotar sobre la astenosfera. Las placas son segmentos rígidos que se mueven entre sí. Estos períodos de migración abarcan muchos millones de años. En las fallas entre placas tectónicas pueden producirse terremotos, actividad volcánica, formación de montañas y formación de cuencas oceánicas.
Entre las placas tectónicas, las placas oceánicas son las que se mueven más rápido. Así, la placa del Pacífico se mueve a una velocidad de 52 a 69 mm por año. La tasa más baja se encuentra en la placa euroasiática: 21 mm por año.
supercontinente
Un supercontinente es un continente en placas tectónicas que contiene casi toda la corteza continental de la Tierra.
Un estudio de la historia de los movimientos continentales ha demostrado que, con una periodicidad de unos 600 millones de años, todos los bloques continentales se agrupan en uno solo, que luego se divide.
Los científicos estadounidenses predicen la formación del próximo supercontinente en 50 millones de años basándose en observaciones satelitales del movimiento de los continentes. África se fusionará con Europa, Australia seguirá avanzando hacia el norte y se unirá con Asia, y el Océano Atlántico, después de cierta expansión, desaparecerá por completo.
volcanes
Los volcanes son formaciones geológicas en la superficie de la corteza terrestre o de otro planeta, donde el magma sale a la superficie formando lava, gases volcánicos y piedras.
La palabra "Vulcano" proviene del nombre del antiguo dios romano del fuego, Vulcano.
La ciencia que estudia los volcanes es la vulcanología.
Actividad volcánica
Los volcanes se dividen según el grado de actividad volcánica en activos, inactivos y extintos.
No existe consenso entre los vulcanólogos sobre cómo definir un volcán activo. El período de actividad volcánica puede durar desde varios meses hasta varios millones de años. Muchos volcanes exhibieron actividad volcánica hace decenas de miles de años, pero hoy no se consideran activos.
A menudo se encuentran lagos de lava líquida en los cráteres de los volcanes. Si el magma es viscoso, puede obstruir el respiradero, como un “tapón”. Esto conduce a fuertes erupciones explosivas, cuando un flujo de gases literalmente arranca el "tapón" del respiradero.
La teoría de la tectónica de placas es una ciencia moderna sobre el origen y desarrollo de la litosfera terrestre. Las ideas básicas de la teoría de la tectónica de placas son las siguientes. Las placas litosféricas están ubicadas sobre una capa plástica y viscosa, astenosfera. La astenosfera es una capa de dureza y viscosidad reducidas en la parte superior del manto terrestre. Las placas flotan y se mueven lentamente horizontalmente a través de la astenosfera.
A medida que las placas se separan, aparecen grietas en el lado opuesto de los arrecifes oceánicos en el medio del valle, que están llenos de basaltos jóvenes que se elevan desde el manto terrestre. Las placas oceánicas a veces terminan debajo de las placas continentales o se deslizan entre sí a lo largo de planos de falla verticales. La expansión y el desplazamiento de las placas se compensan con el nacimiento de nueva corteza oceánica en los lugares de las grietas.
La ciencia moderna explica las razones del movimiento de las placas litosféricas por el hecho de que el calor se acumula en las entrañas de la Tierra, lo que provoca corrientes de convección sustancias del manto. Las plumas del manto se producen incluso en el límite entre el núcleo y el manto. Y las placas oceánicas enfriadas se hunden gradualmente en el manto. Esto da impulso a los procesos hidrodinámicos. Las placas en caída permanecen durante unos 400 millones de años en un límite de 700 km, y después de acumular suficiente peso "fallar"a través de los límites, hacia el manto inferior, llegando a la superficie del núcleo. Esto hace que las plumas del manto suban a la superficie. En el límite de los 700 km, estos chorros se dividen y penetran en el manto superior, generando un flujo ascendente en él. Por encima de estas corrientes se forma una línea de separación de placas. Bajo la influencia de los flujos del manto, se produce la tectónica de placas.
En 1912, el geofísico y meteorólogo alemán Alfred Wegener, basándose en la similitud de las costas atlánticas de América del Norte y del Sur con Europa y África, así como en datos paleontológicos y geológicos, demostró “ deriva continental" Publicó estos datos en 1915 en Alemania.
Según esta teoría, los continentes “flotan” como icebergs en el “lago” de basalto inferior. Según la hipótesis de Wegener, hace 250 millones de años existió un supercontinente Pangea(del gr. pan - todo, y gaya - Tierra, es decir, toda la Tierra). Hace unos 200 millones de años, Pangea se dividió en Laurasia en el norte y gondwana en el Sur. Entre ellos estaba el mar de Tetis.
La existencia del supercontinente Gondwana al comienzo de la era Mesozoica se confirma por la similitud de la topografía de América del Sur, África, Australia y la península de Indostán. Se han encontrado depósitos de carbón en la Antártida, lo que indica que en el pasado lejano estos lugares tenían un clima cálido y abundante vegetación.
Los paleontólogos han demostrado que la flora y la fauna de los continentes que se formaron después del colapso de Gondwana son las mismas y forman una sola familia. La similitud de las vetas de carbón de Europa y América del Norte y la similitud de los restos de dinosaurios indican que estos continentes se separaron después Período Triásico.
En el siglo XX quedó claro que en medio de los océanos hay montes submarinos de unos 2 km de altura, de 200 a 500 km de ancho y hasta varios miles de km de largo. fueron llamados dorsales oceánicas (CR). Estas crestas cubrían todo el planeta formando un anillo. Se ha establecido que los lugares más sísmicamente activos de la superficie terrestre son SKh. El material principal de estas montañas es el basalto.
Los científicos han descubierto profundas fosas oceánicas (de unos 10 km) debajo de los océanos, que se encuentran principalmente en las costas de continentes o islas. Fueron descubiertos en los océanos Pacífico e Índico. Pero no hay ninguno en el Océano Atlántico. El canal más profundo es Mariana Trinchera, 11022 m de profundidad, ubicado en el Océano Pacífico. EN canalones profundos Hay una gran actividad sísmica y la corteza terrestre en esos lugares cae hacia el manto.
El científico estadounidense G. Hess sugirió que el material del manto a través de grietas (rift en inglés - eliminación, expansión) se eleva hasta las partes centrales del SC y, llenando las grietas, cristaliza, orientado en la dirección del campo magnético de la Tierra. Después de un tiempo, mientras se alejaban el uno del otro, vuelve a aparecer una nueva grieta, y el proceso se repite. Los científicos, teniendo en cuenta la dirección del campo magnético de los cristales de origen volcánico y de la Tierra, mediante correlación, establecieron la ubicación y dirección del movimiento de los continentes en diferentes épocas geológicas. Extrapolando en dirección opuesta al movimiento de los continentes, recibieron los supercontinentes Gondwana y Pangea.
El lugar más activo de las cadenas montañosas es la línea que pasa. en medio de las crestas, donde aparecen fallas que llegan hasta el manto. La longitud de las fallas oscila entre 10 km y 100 km. Las fisuras dividen el SH en dos partes. Grietas ubicadas entre la península. Arabia y África Tiene una longitud de unos 6500 km. En total, la longitud de las fisuras oceánicas es de unos 90 mil km.
Las rocas sedimentarias se han acumulado desde Periodo Jurasico. No hay rocas sedimentarias cerca del SKh y la dirección del campo magnético de los cristales coincide con la dirección del campo magnético de la Tierra. Basándose en estos datos, en 1962 los geólogos estadounidenses G. Hess y R. Dietz explicaron las razones de la aparición del SH por el hecho de que la corteza terrestre bajo los océanos se desliza en la dirección opuesta. Y por esta razon, aparecen grietas y SH. Las causas de la deriva continental están asociadas con la aparición de continentes continentales que, al expandirse, empujan las placas litosféricas y, por lo tanto, las ponen en movimiento.
Submarino las losas son pesadas, cuando se encuentran con placas continentales, caen en el manto terrestre. Cerca de Venezuela, la Placa del Caribe se mueve bajo la Placa Sudamericana. En los últimos años, con la ayuda de naves espaciales, se ha descubierto que las velocidades de movimiento de las placas son diferentes. Por ejemplo, la velocidad del movimiento de la península. Indostán hacia el norte es de unos 6 cm/año, América del norte hacia el oeste - 5 cm/año y Australia al noreste - 14 cm/año.
La tasa de formación de la nueva corteza terrestre es de 2,8 km 2 /año. El área de los SKh es de 310 millones de km 2, por lo que se formaron hace 110 millones de años. La edad de las rocas de la corteza terrestre del Océano Pacífico occidental es de 180 millones de años. Durante los últimos 2 mil millones de años, han aparecido nuevos océanos y los viejos han desaparecido unas 20 veces.
América del Sur separada de África Hace 135 millones de años. América del Norte separada de Europa Hace 85 millones de años. plato indostán Hace 40 millones de años chocó con Eurasia, como resultado de lo cual aparecieron montañas Tíbet y Himalaya. La ciencia ha establecido que después de la formación de la corteza terrestre (hace 4,2 mil millones de años) como resultado de procesos tectónicos se desintegró cuatro veces y la formación de Pangea con un período de unos mil millones de años.
La actividad volcánica se concentra en las uniones de placas. A lo largo de la línea de unión de las placas hay cadenas de volcanes, por ejemplo, en las islas hawaianas y Groenlandia. La longitud de las cadenas volcánicas es actualmente de unos 37 mil kilómetros. Los científicos creen que dentro de unos cientos de millones de años Asia se unirá con América del Norte y del Sur. El Océano Pacífico se cerrará y el Océano Atlántico se expandirá.
Preguntas para el autocontrol
1. ¿Cómo se llama la teoría sobre el origen y desarrollo de la litosfera terrestre?
2. ¿Cómo se llama la capa de dureza y viscosidad reducidas en la parte superior del manto terrestre?
3. ¿Dónde se separan las placas oceánicas en el lado opuesto?
4. ¿Cómo explica la ciencia moderna las razones del movimiento de las placas litosféricas?
5. ¿Qué placas se hunden en el manto de la Tierra?
6. ¿Qué causa que las columnas del manto suban a la superficie?
7. Quién y cuándo, basándose en la similitud de las costas atlánticas de América del Norte y del Sur con Europa y África, demostró “ deriva continental».
8. ¿Hace cuántos millones de años existió el supercontinente? ¿Pangea?
9. ¿Hace cuántos millones de años se dividió Pangea? Laurasia en el norte y gondwana en el sur?
10. ¿Dónde estaba el mar de Tetis?
11. ¿Dónde se encontraron depósitos de carbón, lo que indica que en el pasado lejano estos lugares tenían un clima cálido y abundante vegetación?
12. ¿La flora y la fauna de qué continentes son iguales y forman una familia?
13. ¿Qué indica la similitud de las vetas de carbón en Europa y América del Norte?
14. Cuando descubrieron que en medio de los océanos hay dorsales en medio del océano?
15.Dorsales en medio del océano¿Cubren todo el planeta en un anillo o no?
16. ¿Dónde se encuentran las fosas oceánicas?
17. ¿Qué fosa oceánica es la más profunda y dónde está ubicada?
18. ¿Cuántas partes están divididas por fisuras (grietas) de las dorsales oceánicas?
19. ¿Cuántos miles de kilómetros en total tiene la longitud de las fisuras oceánicas?
20. ¿Quién y cuándo relacionó las causas de la deriva continental con el surgimiento de las dorsales oceánicas?
21. ¿Por qué las placas submarinas, cuando se encuentran con las placas continentales, caen en el manto de la Tierra?
22. ¿Cuántos cm/año es la velocidad del movimiento? América del norte¿hacia el oeste?
23. ¿Cuántos cm/año es la velocidad del movimiento? Australia al noreste?
24. ¿Cuántos km 2 /año es la tasa de formación de la nueva corteza terrestre?
25. ¿Cuántos millones de km 2 de área? dorsales en medio del océano?
26. ¿Cuántos millones de años se formaron? dorsales en medio del océano?
27. ¿Por qué surgen? cadenas de volcanes?
28. ¿En qué islas hay una cadena de volcanes?
29. ¿Cuántos miles de kilómetros tienen actualmente las cadenas volcánicas?
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Tema 21. Medio ambiente y salud
Una estructura geológica característica con una cierta proporción de placas. En un mismo entorno geodinámico ocurren el mismo tipo de procesos tectónicos, magmáticos, sísmicos y geoquímicos.
Historia de la teoría.
La base de la geología teórica a principios del siglo XX fue la hipótesis de la contracción. La tierra se enfría como una manzana asada y aparecen arrugas en forma de cadenas montañosas. Estas ideas fueron desarrolladas por la teoría de los geosinclinales, creada sobre la base del estudio de formaciones plegadas. Esta teoría fue formulada por James Dana, quien añadió el principio de isostasia a la hipótesis de la contracción. Según este concepto, la Tierra está formada por granitos (continentes) y basaltos (océanos). Cuando la Tierra se contrae, surgen fuerzas tangenciales en las cuencas oceánicas, que presionan a los continentes. Estos últimos se elevan hacia cadenas montañosas y luego colapsan. El material resultante de la destrucción se deposita en las depresiones.
Además, Wegener comenzó a buscar evidencia geofísica y geodésica. Sin embargo, en aquella época el nivel de estas ciencias claramente no era suficiente para registrar el movimiento moderno de los continentes. En 1930, Wegener murió durante una expedición a Groenlandia, pero antes de su muerte ya sabía que la comunidad científica no aceptaba su teoría.
Inicialmente teoría de la deriva continental Fue recibido favorablemente por la comunidad científica, pero en 1922 fue objeto de severas críticas por parte de varios especialistas de renombre. El principal argumento en contra de la teoría fue la cuestión de la fuerza que mueve las placas. Wegener creía que los continentes se movían a lo largo de los basaltos del fondo del océano, pero esto requería una fuerza enorme y nadie podía nombrar la fuente de esta fuerza. Se propuso como fuente del movimiento de las placas la fuerza de Coriolis, los fenómenos de marea y algunos otros, pero los cálculos más simples demostraron que todos ellos eran absolutamente insuficientes para mover enormes bloques continentales.
Los críticos de la teoría de Wegener se centraron en la cuestión de la fuerza que mueve los continentes e ignoraron todos los hechos que ciertamente confirmaban la teoría. Básicamente, encontraron un único tema sobre el cual el nuevo concepto era impotente y, sin una crítica constructiva, rechazaron la evidencia principal. Tras la muerte de Alfred Wegener, la teoría de la deriva continental fue rechazada, convirtiéndose en una ciencia marginal, y la gran mayoría de las investigaciones continuaron realizándose en el marco de la teoría geosinclinal. Es cierto que también tuvo que buscar explicaciones sobre la historia del asentamiento de los animales en los continentes. Para ello se inventaron puentes terrestres que conectaban los continentes, pero se sumergían en las profundidades del mar. Este fue otro nacimiento de la leyenda de la Atlántida. Vale la pena señalar que algunos científicos no reconocieron el veredicto de las autoridades mundiales y continuaron buscando evidencia de movimiento continental. Tak du Toit ( Alejandro del Toit) explicó la formación de las montañas del Himalaya por la colisión del Indostán y la placa euroasiática.
La lenta lucha entre los fijistas, como se llamaba a los partidarios de la ausencia de movimientos horizontales significativos, y los movilistas, que argumentaban que los continentes se mueven, estalló con renovado vigor en la década de 1960, cuando, como resultado del estudio del fondo del océano. , se encontraron pistas para comprender la “máquina” llamada Tierra.
A principios de la década de 1960, se compiló un mapa en relieve del fondo del océano, que mostraba que en el centro de los océanos se encuentran las dorsales en medio del océano, que se elevan entre 1,5 y 2 km por encima de las llanuras abisales cubiertas de sedimentos. Estos datos permitieron a R. Dietz (Inglés)ruso y G. Hessou (Inglés)ruso en -1963 propuso la hipótesis de la difusión. Según esta hipótesis, la convección se produce en el manto a una velocidad de aproximadamente 1 cm/año. Las ramas ascendentes de las células de convección transportan material del manto debajo de las dorsales oceánicas, que renueva el fondo del océano en la parte axial de la dorsal cada 300-400 años. Los continentes no flotan sobre la corteza oceánica, sino que se mueven a lo largo del manto y están "soldados" pasivamente en placas litosféricas. Según el concepto de expansión, las cuencas oceánicas son estructuras volubles e inestables, mientras que los continentes son estables.
Edad del fondo del océano (el color rojo corresponde a la corteza joven)
La misma fuerza impulsora (diferencia de altitud) determina el grado de compresión horizontal elástica de la corteza por la fuerza de fricción viscosa del flujo contra la corteza terrestre. La magnitud de esta compresión es pequeña en la región de ascenso del flujo del manto y aumenta a medida que se acerca al lugar de descenso del flujo (debido a la transferencia de tensiones de compresión a través de una corteza dura estacionaria en la dirección desde el lugar de ascenso). al lugar de descenso del flujo). Por encima del flujo descendente, la fuerza de compresión en la corteza es tan grande que de vez en cuando se excede la resistencia de la corteza (en la región de menor resistencia y mayor tensión), y se produce una deformación inelástica (plástica, quebradiza) de la corteza. - un terremoto. Al mismo tiempo, desde el lugar donde se deforma la corteza, se expulsan cadenas montañosas enteras, por ejemplo, el Himalaya (en varias etapas).
Durante la deformación plástica (frágil), la tensión en ella (la fuerza de compresión en el origen del terremoto y sus alrededores) se reduce muy rápidamente (al ritmo del desplazamiento de la corteza terrestre durante un terremoto). Pero inmediatamente después del final de la deformación inelástica, el muy lento aumento de la tensión (deformación elástica), interrumpido por el terremoto, continúa debido al movimiento muy lento del flujo del manto viscoso, iniciando el ciclo de preparación para el próximo terremoto.
Así, el movimiento de las placas es consecuencia de la transferencia de calor desde las zonas centrales de la Tierra por un magma muy viscoso. En este caso, parte de la energía térmica se convierte en trabajo mecánico para superar las fuerzas de fricción, y parte, al atravesar la corteza terrestre, se irradia al espacio circundante. Así pues, nuestro planeta es, en cierto sentido, una máquina térmica.
Existen varias hipótesis sobre la causa de la alta temperatura del interior de la Tierra. A principios del siglo XX se popularizó la hipótesis del carácter radiactivo de esta energía. Parecía confirmado por estimaciones de la composición de la corteza superior, que mostraban concentraciones muy significativas de uranio, potasio y otros elementos radiactivos, pero luego resultó que el contenido de elementos radiactivos en las rocas de la corteza terrestre era completamente insuficiente. para proporcionar el flujo de calor profundo observado. Y se puede decir que el contenido de elementos radiactivos en el material subcortal (de composición similar a los basaltos del fondo del océano) es insignificante. Sin embargo, esto no excluye un contenido bastante elevado de elementos radiactivos pesados que generan calor en las zonas centrales del planeta.
Otro modelo explica el calentamiento por diferenciación química de la Tierra. El planeta era originalmente una mezcla de silicatos y sustancias metálicas. Pero simultáneamente con la formación del planeta, comenzó su diferenciación en capas separadas. La parte metálica más densa se precipitó hacia el centro del planeta y los silicatos se concentraron en las capas superiores. Al mismo tiempo, la energía potencial del sistema disminuyó y se convirtió en energía térmica.
Otros investigadores creen que el calentamiento del planeta se produjo como resultado de la acumulación durante los impactos de meteoritos en la superficie del naciente cuerpo celeste. Esta explicación es dudosa: durante la acumulación, el calor se liberó casi en la superficie, desde donde escapó fácilmente al espacio y no a las regiones centrales de la Tierra.
Fuerzas secundarias
La fuerza de fricción viscosa que surge como resultado de la convección térmica juega un papel decisivo en los movimientos de las placas, pero además de ella, actúan sobre las placas otras fuerzas más pequeñas, pero también importantes. Estas son las fuerzas de Arquímedes, que aseguran la flotación de una corteza más ligera sobre la superficie de un manto más pesado. Fuerzas de marea causadas por la influencia gravitacional de la Luna y el Sol (la diferencia en su influencia gravitacional en puntos de la Tierra a diferentes distancias de ellos). Ahora la “joroba” de marea en la Tierra, causada por la atracción de la Luna, mide en promedio unos 36 cm. Antes, la Luna estaba más cerca, y esto era a gran escala, la deformación del manto conduce a su calentamiento. Por ejemplo, el vulcanismo observado en Io (una luna de Júpiter) es causado precisamente por estas fuerzas: la marea en Io es de unos 120 m, así como por las fuerzas que surgen debido a los cambios en la presión atmosférica en varias partes de la superficie de la Tierra: la atmosférica. Las fuerzas de presión a menudo cambian en un 3%, lo que equivale a una capa continua de agua de 0,3 m de espesor (o granito de al menos 10 cm de espesor). Además, este cambio puede ocurrir en una zona de cientos de kilómetros de ancho, mientras que el cambio en las fuerzas de marea ocurre más suavemente, en distancias de miles de kilómetros.
Límites divergentes o límites de placas
Son límites entre placas que se mueven en direcciones opuestas. En la topografía de la Tierra, estos límites se expresan como fisuras, donde predominan las deformaciones por tracción, se reduce el espesor de la corteza, el flujo de calor es máximo y se produce vulcanismo activo. Si se forma tal límite en un continente, se forma una grieta continental, que luego puede convertirse en una cuenca oceánica con una grieta oceánica en el centro. En las fisuras oceánicas se forma nueva corteza oceánica como resultado de la expansión.
fisuras oceánicas
Esquema de la estructura de la dorsal oceánica.
En la corteza oceánica, las fisuras se limitan a las partes centrales de las dorsales oceánicas. En ellos se forma nueva corteza oceánica. Su longitud total es de más de 60 mil kilómetros. Están asociados con muchos que transportan una parte importante del calor profundo y los elementos disueltos al océano. Las fuentes de alta temperatura se denominan fumadores negros y están asociadas a importantes reservas de metales no ferrosos.
fisuras continentales
La desintegración del continente en partes comienza con la formación de una grieta. La corteza se adelgaza y se separa, y comienza el magmatismo. Se forma una depresión lineal extendida con una profundidad de unos cientos de metros, que está limitada por una serie de fallas. Después de esto, son posibles dos escenarios: o la expansión del rift se detiene y se llena de rocas sedimentarias, convirtiéndose en un aulacógeno, o los continentes continúan separándose y entre ellos, ya en los rifts oceánicos típicos, comienza a formarse la corteza oceánica. .
Límites convergentes
Los límites convergentes son límites donde chocan placas. Son posibles tres opciones (límite de placa convergente):
- Placa continental con placa oceánica. La corteza oceánica es más densa que la continental y se hunde debajo del continente en una zona de subducción.
- Placa oceánica con placa oceánica. En este caso, una de las placas se desliza debajo de la otra y se forma además una zona de subducción, encima de la cual se forma un arco de isla.
- Placa continental con placa continental. Se produce una colisión y aparece una poderosa zona plegada. Un ejemplo clásico es el Himalaya.
En casos raros, la corteza oceánica es empujada hacia la corteza continental: obducción. Gracias a este proceso surgieron ofiolitas de Chipre, Nueva Caledonia, Omán y otros.
Las zonas de subducción absorben la corteza oceánica, compensando así su aparición en las dorsales oceánicas. En ellos tienen lugar procesos de interacción extremadamente complejos entre la corteza y el manto. De este modo, la corteza oceánica puede arrastrar hacia el manto bloques de corteza continental que, debido a su baja densidad, son exhumados de nuevo en la corteza. Así surgen los complejos metamórficos de presiones ultraaltas, uno de los objetos más populares de la investigación geológica moderna.
La mayoría de las zonas de subducción modernas se encuentran a lo largo de la periferia del Océano Pacífico, formando el Anillo de Fuego del Pacífico. Los procesos que ocurren en la zona de convergencia de placas se consideran, con razón, uno de los más complejos de la geología. Mezcla bloques de diferentes orígenes, formando una nueva corteza continental.
Márgenes continentales activos
Margen continental activo
Un margen continental activo ocurre donde la corteza oceánica se subduce debajo de un continente. Se considera que el estándar de esta situación geodinámica es la costa occidental de América del Sur; a menudo se la llama andino tipo de margen continental. El margen continental activo se caracteriza por numerosos volcanes y un magmatismo generalmente potente. Los derretimientos tienen tres componentes: la corteza oceánica, el manto superior y la corteza continental inferior.
Debajo del margen continental activo, existe una interacción mecánica activa entre las placas oceánica y continental. Dependiendo de la velocidad, la edad y el espesor de la corteza oceánica, son posibles varios escenarios de equilibrio. Si la placa se mueve lentamente y tiene un espesor relativamente pequeño, entonces el continente le quita la cubierta sedimentaria. Las rocas sedimentarias se trituran formando intensos pliegues, se metamorfosean y pasan a formar parte de la corteza continental. La estructura resultante se llama cuña de acreción. Si la velocidad de la placa en subducción es alta y la capa sedimentaria es delgada, entonces la corteza oceánica borra el fondo del continente y lo atrae hacia el manto.
Arcos de islas
Arco insular
Los arcos de islas son cadenas de islas volcánicas sobre una zona de subducción, que se producen donde una placa oceánica se subduce debajo de otra placa oceánica. Los arcos insulares modernos típicos incluyen las Aleutianas, las Kuriles, las Islas Marianas y muchos otros archipiélagos. A las islas japonesas también se les suele llamar arco insular, pero su base es muy antigua y, de hecho, se formaron por varios complejos de arcos insulares en diferentes momentos, por lo que las islas japonesas son un microcontinente.
Los arcos de islas se forman cuando dos placas oceánicas chocan. En este caso, una de las placas acaba en el fondo y es absorbida por el manto. En la placa superior se forman volcanes de arco insular. El lado curvo del arco de isla está dirigido hacia la placa absorbida. En este lado hay una fosa de aguas profundas y una artesa de antearco.
Detrás del arco de islas hay una cuenca de arco posterior (ejemplos típicos: Mar de Okhotsk, Mar de China Meridional, etc.), en la que también puede producirse una expansión.
colisión continental
Colisión de continentes
La colisión de placas continentales provoca el colapso de la corteza y la formación de cadenas montañosas. Un ejemplo de colisión es el cinturón montañoso alpino-himalayo, formado como resultado del cierre del océano Tetis y la colisión con la placa euroasiática del Indostán y África. Como resultado, el espesor de la corteza aumenta significativamente; bajo el Himalaya alcanza los 70 km. Se trata de una estructura inestable, intensamente destruida por la erosión superficial y tectónica. En la corteza con un espesor marcadamente aumentado, los granitos se funden a partir de rocas sedimentarias e ígneas metamorfoseadas. Así se formaron los batolitos más grandes, por ejemplo, Angara-Vitimsky y Zerendinsky.
Transformar límites
Cuando las placas se mueven en cursos paralelos, pero a diferentes velocidades, surgen fallas transformadoras: enormes fallas de corte, muy extendidas en los océanos y raras en los continentes.
Transformar fallas
En los océanos, las fallas transformadoras corren perpendiculares a las dorsales oceánicas (MOR) y las dividen en segmentos de un ancho promedio de 400 km. Entre los segmentos de cresta hay una parte activa de la falla transformante. En esta zona se producen constantemente terremotos y formación de montañas; alrededor de la falla se forman numerosas estructuras flotantes: cabalgamientos, pliegues y grabens. Como resultado, las rocas del manto suelen quedar expuestas en la zona de la falla.
A ambos lados de los segmentos MOR hay partes inactivas de fallas transformantes. No hay movimientos activos en ellos, pero se expresan claramente en la topografía del fondo del océano mediante levantamientos lineales con una depresión central.
Las fallas transformantes forman una red regular y, obviamente, no surgen por casualidad, sino por razones físicas objetivas. Una combinación de datos de modelos numéricos, experimentos termofísicos y observaciones geofísicas permitió descubrir que la convección del manto tiene una estructura tridimensional. Además del flujo principal del MOR, en la célula convectiva surgen corrientes longitudinales debido al enfriamiento de la parte superior del flujo. Esta sustancia enfriada se precipita hacia abajo a lo largo de la dirección principal del flujo del manto. Las fallas transformantes se ubican en las zonas de este flujo secundario descendente. Este modelo concuerda bien con los datos sobre el flujo de calor: se observa una disminución en el flujo de calor por encima de las fallas transformantes.
Cambios continentales
Los límites de las placas de deslizamiento en los continentes son relativamente raros. Quizás el único ejemplo actualmente activo de un límite de este tipo sea la falla de San Andrés, que separa la Placa de América del Norte de la Placa del Pacífico. La falla de San Andrés, de 1.300 millas de longitud, es una de las zonas con mayor actividad sísmica del planeta: las placas se mueven entre sí 0,6 cm por año, los terremotos con una magnitud de más de 6 unidades ocurren en promedio una vez cada 22 años. La ciudad de San Francisco y gran parte del área de la Bahía de San Francisco están construidas muy cerca de esta falla.
Procesos dentro de la placa
Las primeras formulaciones de la tectónica de placas sostenían que el vulcanismo y los fenómenos sísmicos se concentran a lo largo de los límites de las placas, pero pronto quedó claro que dentro de las placas también se producen procesos tectónicos y magmáticos específicos, que también se interpretaron en el marco de esta teoría. Entre los procesos intraplaca, un lugar especial lo ocuparon los fenómenos de magmatismo basáltico de larga duración en algunas zonas, los llamados puntos calientes.
Puntos calientes
Existen numerosas islas volcánicas en el fondo de los océanos. Algunos de ellos están ubicados en cadenas con edades que cambian sucesivamente. Un ejemplo clásico de una cresta submarina de este tipo es la cresta submarina hawaiana. Se eleva sobre la superficie del océano en forma de islas hawaianas, desde las cuales se extiende hacia el noroeste una cadena de montes submarinos cada vez más antiguos, algunos de los cuales, por ejemplo, el atolón Midway, salen a la superficie. A una distancia de unos 3.000 km de Hawaii, la cadena gira ligeramente hacia el norte y se llama Imperial Ridge. Está interrumpido en una trinchera de aguas profundas frente al arco de islas Aleutianas.
Para explicar esta asombrosa estructura, se sugirió que debajo de las islas hawaianas hay un punto caliente, un lugar donde una corriente de manto caliente sube a la superficie, que derrite la corteza oceánica que se mueve sobre ella. Actualmente hay muchos puntos de este tipo instalados en la Tierra. El flujo del manto que los provoca se ha denominado penacho. En algunos casos, se supone un origen excepcionalmente profundo del material de la pluma, hasta el límite entre el núcleo y el manto.
La hipótesis del punto caliente también plantea objeciones. Así, en su monografía, Sorokhtin y Ushakov lo consideran incompatible con el modelo de convección general en el manto, y también indican que los magmas liberados en los volcanes hawaianos son relativamente fríos y no indican un aumento de temperatura en la astenosfera bajo la falla. “En este sentido, resulta fructífera la hipótesis de D. Tarcott y E. Oxburgh (1978), según la cual las placas litosféricas, que se mueven a lo largo de la superficie del manto caliente, se ven obligadas a adaptarse a la curvatura variable del elipsoide de rotación de la Tierra. . Y aunque los radios de curvatura de las placas litosféricas cambian ligeramente (sólo una fracción de un por ciento), su deformación provoca la aparición de tensiones excesivas de tracción o corte del orden de cientos de barras en el cuerpo de las placas grandes”.
Trampas y mesetas oceánicas
Además de los puntos calientes de larga duración, a veces se producen enormes derretimientos dentro de las placas, que forman trampas en los continentes y mesetas oceánicas en los océanos. La peculiaridad de este tipo de magmatismo es que ocurre en un corto tiempo geológico, del orden de varios millones de años, pero cubre áreas enormes (decenas de miles de km²); al mismo tiempo, se vierte un volumen colosal de basaltos, comparable a la cantidad que cristaliza en las dorsales oceánicas.
Se conocen las trampas siberianas en la plataforma de Siberia Oriental, las trampas de la meseta de Deccan en el continente Indostán y muchas otras. Los flujos del manto caliente también se consideran la causa de la formación de trampas, pero, a diferencia de los puntos calientes, actúan durante poco tiempo y la diferencia entre ellos no está del todo clara.
Los puntos calientes y las trampas dieron lugar a la creación de los llamados geotectónica de penacho, que afirma que no sólo la convección regular, sino también las columnas de humo desempeñan un papel importante en los procesos geodinámicos. La tectónica de plumas no contradice a la tectónica de placas, sino que la complementa.
La tectónica de placas como sistema de ciencias.
Ahora la tectónica ya no puede considerarse como un concepto puramente geológico. Desempeña un papel clave en todas las geociencias; en él han surgido varios enfoques metodológicos con diferentes conceptos y principios básicos.
Desde el punto de vista enfoque cinemático, los movimientos de las placas se pueden describir mediante las leyes geométricas del movimiento de figuras en una esfera. La Tierra se ve como un mosaico de placas de diferentes tamaños que se mueven entre sí y con el planeta mismo. Los datos paleomagnéticos nos permiten reconstruir la posición del polo magnético con respecto a cada placa en diferentes momentos. La generalización de datos para diferentes placas condujo a la reconstrucción de toda la secuencia de movimientos relativos de las placas. La combinación de estos datos con la información obtenida de puntos calientes fijos permitió determinar los movimientos absolutos de las placas y la historia del movimiento de los polos magnéticos de la Tierra.
Enfoque termofísico Considera la Tierra como un motor térmico, en el que la energía térmica se convierte parcialmente en energía mecánica. Dentro de este enfoque, el movimiento de la materia en las capas internas de la Tierra se modela como un flujo de un fluido viscoso, descrito por las ecuaciones de Navier-Stokes. La convección del manto va acompañada de transiciones de fase y reacciones químicas que desempeñan un papel decisivo en la estructura de los flujos del manto. A partir de datos de sondeos geofísicos, resultados de experimentos termofísicos y cálculos analíticos y numéricos, los científicos intentan detallar la estructura de la convección del manto, encontrar velocidades de flujo y otras características importantes de los procesos profundos. Estos datos son especialmente importantes para comprender la estructura de las partes más profundas de la Tierra: el manto inferior y el núcleo, que son inaccesibles para un estudio directo, pero que sin duda tienen un enorme impacto en los procesos que ocurren en la superficie del planeta.
Enfoque geoquímico. Para la geoquímica, la tectónica de placas es importante como mecanismo de intercambio continuo de materia y energía entre las diferentes capas de la Tierra. Cada entorno geodinámico se caracteriza por asociaciones de rocas específicas. A su vez, estos rasgos característicos pueden utilizarse para determinar el entorno geodinámico en el que se formó la roca.
Enfoque histórico. En términos de la historia del planeta Tierra, la tectónica de placas es la historia de la unión y separación de los continentes, el nacimiento y declive de las cadenas volcánicas y la aparición y cierre de océanos y mares. Ahora bien, para grandes bloques de corteza la historia de los movimientos se ha establecido con gran detalle y durante un período de tiempo significativo, pero para placas pequeñas las dificultades metodológicas son mucho mayores. Los procesos geodinámicos más complejos ocurren en zonas de colisión de placas, donde se forman cadenas montañosas compuestas por muchos pequeños bloques heterogéneos: terrenos. Al estudiar las Montañas Rocosas, surgió una dirección especial de la investigación geológica: el análisis de terrenos, que incorporó un conjunto de métodos para identificar terrenos y reconstruir su historia.
Placas tectónicas
Definición 1
Una placa tectónica es una parte móvil de la litosfera que se mueve sobre la astenosfera como un bloque relativamente rígido.
Nota 1
La tectónica de placas es la ciencia que estudia la estructura y dinámica de la superficie terrestre. Se ha establecido que la zona dinámica superior de la Tierra está fragmentada en placas que se mueven a lo largo de la astenosfera. La tectónica de placas describe la dirección en la que se mueven las placas litosféricas y cómo interactúan.
Toda la litosfera está dividida en placas más grandes y más pequeñas. En los bordes de las placas se produce actividad tectónica, volcánica y sísmica, lo que da lugar a la formación de grandes cuencas montañosas. Los movimientos tectónicos pueden cambiar la topografía del planeta. En el punto de su conexión se forman montañas y colinas, en los puntos de divergencia se forman depresiones y grietas en el suelo.
Actualmente continúa el movimiento de placas tectónicas.
Movimiento de placas tectónicas.
Las placas litosféricas se mueven entre sí a una velocidad media de 2,5 cm por año. A medida que las placas se mueven, interactúan entre sí, especialmente a lo largo de sus límites, provocando importantes deformaciones en la corteza terrestre.
Como resultado de la interacción de las placas tectónicas entre sí, se formaron enormes cadenas montañosas y sistemas de fallas asociados (por ejemplo, el Himalaya, los Pirineos, los Alpes, los Urales, el Atlas, los Apalaches, los Apeninos, los Andes, el sistema de fallas de San Andrés, etc.). ).
La fricción entre placas causa la mayoría de los terremotos, la actividad volcánica y la formación de pozos oceánicos del planeta.
Las placas tectónicas contienen dos tipos de litosfera: corteza continental y corteza oceánica.
Una placa tectónica puede ser de tres tipos:
- plato continental,
- placa oceánica,
- losa mixta.
Teorías del movimiento de las placas tectónicas.
En el estudio del movimiento de las placas tectónicas, un mérito especial pertenece a A. Wegener, quien sugirió que África y la parte oriental de América del Sur eran anteriormente un solo continente. Sin embargo, después de una falla que ocurrió hace muchos millones de años, partes de la corteza terrestre comenzaron a desplazarse.
Según la hipótesis de Wegener, sobre una astenosfera plástica se ubicaban plataformas tectónicas con diferentes masas y una estructura rígida. Estaban en un estado inestable y se movían todo el tiempo, como resultado de lo cual chocaban, se superponían y se formaban zonas de placas y juntas en movimiento. En los lugares de colisión se formaron áreas con mayor actividad tectónica, se formaron montañas, estallaron volcanes y se produjeron terremotos. El desplazamiento se produjo a un ritmo de hasta 18 cm por año. El magma penetró en las fallas desde las capas profundas de la litosfera.
Algunos investigadores creen que el magma que salió a la superficie se enfrió gradualmente y formó una nueva estructura en el fondo. La corteza terrestre no utilizada, bajo la influencia de la deriva de las placas, se hundió en las profundidades y nuevamente se convirtió en magma.
La investigación de Wegener afectó los procesos del vulcanismo, el estudio del estiramiento de la superficie del fondo del océano, así como la estructura interna líquida viscosa de la tierra. Los trabajos de A. Wegener se convirtieron en la base para el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas litosféricas.
La investigación de Schmelling demostró la existencia de un movimiento convectivo dentro del manto que conduce al movimiento de las placas litosféricas. El científico creía que la principal causa del movimiento de las placas tectónicas es la convección térmica en el manto del planeta, durante la cual las capas inferiores de la corteza terrestre se calientan y ascienden, y las capas superiores se enfrían y se hunden gradualmente.
La posición principal en la teoría de la tectónica de placas la ocupa el concepto de entorno geodinámico, una estructura característica con una cierta relación de las placas tectónicas. En un mismo entorno geodinámico se observan el mismo tipo de procesos magmáticos, tectónicos, geoquímicos y sísmicos.
La teoría de la tectónica de placas no explica completamente la relación entre los movimientos de las placas y los procesos que ocurren en las profundidades del planeta. Se necesita una teoría que pueda describir la estructura interna de la propia Tierra, los procesos que ocurren en sus profundidades.
Posiciones de la tectónica de placas moderna:
- la parte superior de la corteza terrestre incluye la litosfera, que tiene una estructura frágil, y la astenosfera, que tiene una estructura plástica;
- la principal razón del movimiento de las placas es la convección en la astenosfera;
- la litosfera moderna consta de ocho placas tectónicas grandes, unas diez placas medianas y muchas pequeñas;
- las pequeñas placas tectónicas se encuentran entre las grandes;
- la actividad ígnea, tectónica y sísmica se concentra en los límites de las placas;
- El movimiento de las placas tectónicas obedece al teorema de rotación de Euler.
Tipos de movimientos de placas tectónicas
Existen diferentes tipos de movimientos de placas tectónicas:
- movimiento divergente: dos placas divergen y entre ellas se forma una cadena montañosa submarina o un abismo en el suelo;
- movimiento convergente: dos placas convergen y una placa más delgada se mueve debajo de una placa más grande, como resultado de lo cual se forman cadenas montañosas;
- Movimiento deslizante: las placas se mueven en direcciones opuestas.
Dependiendo del tipo de movimiento se distinguen placas tectónicas divergentes, convergentes y deslizantes.
La convergencia conduce a la subducción (una placa se asienta encima de otra) o a la colisión (dos placas se aplastan para formar cadenas montañosas).
La divergencia conduce a la expansión (la separación de placas y la formación de dorsales oceánicas) y al rifting (la formación de una ruptura en la corteza continental).
El tipo de movimiento transformante de las placas tectónicas implica su movimiento a lo largo de una falla.
Figura 1. Tipos de movimientos de placas tectónicas. Author24 - intercambio en línea de trabajos de estudiantes
Placas tectónicas (placas tectónicas) es un concepto geodinámico moderno basado en el concepto de movimientos horizontales a gran escala de fragmentos relativamente integrales de la litosfera (placas litosféricas). Así, la tectónica de placas se ocupa de los movimientos e interacciones de las placas litosféricas.
La primera sugerencia sobre el movimiento horizontal de los bloques de la corteza terrestre la hizo Alfred Wegener en la década de 1920 en el marco de la hipótesis de la “deriva continental”, pero esta hipótesis no recibió apoyo en ese momento. Sólo en la década de 1960 los estudios del fondo del océano proporcionaron pruebas concluyentes de movimientos horizontales de placas y procesos de expansión oceánica debidos a la formación (extensión) de la corteza oceánica. El resurgimiento de las ideas sobre el papel predominante de los movimientos horizontales se produjo en el marco de la tendencia "movilista", cuyo desarrollo condujo al desarrollo de la teoría moderna de la tectónica de placas. Los principios fundamentales de la tectónica de placas fueron formulados en 1967-68 por un grupo de geofísicos estadounidenses: W. J. Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes en el desarrollo de ideas anteriores (1961-62) sobre Los científicos estadounidenses G. Hess y R. Digtsa sobre la expansión (extensión) del fondo del océano
Fundamentos de la tectónica de placas
Los principios básicos de la tectónica de placas se pueden resumir en varios principios fundamentales.
1. La parte rocosa superior del planeta está dividida en dos capas, significativamente diferentes en sus propiedades reológicas: una litosfera rígida y quebradiza y una astenosfera plástica y móvil subyacente.
2. La litosfera está dividida en placas que se mueven constantemente a lo largo de la superficie de la astenosfera plástica. La litosfera se divide en 8 placas grandes, decenas de placas medianas y muchas pequeñas. Entre las losas grandes y medianas existen cinturones compuestos por un mosaico de pequeñas losas de corteza.
Los límites de las placas son áreas de actividad sísmica, tectónica y magmática; las regiones internas de las placas son débilmente sísmicas y se caracterizan por una débil manifestación de procesos endógenos.
Más del 90% de la superficie de la Tierra cae sobre 8 grandes placas litosféricas:
plato australiano,
placa antártica,
plato africano,
placa euroasiática,
plato de Indostán,
placa del pacífico,
placa norteamericana,
Placa Sudamericana.
Placas medias: Arábiga (subcontinente), Caribe, Filipinas, Nazca y Coco y Juan de Fuca, etc.
Algunas placas litosféricas están compuestas exclusivamente de corteza oceánica (por ejemplo, la Placa del Pacífico), otras incluyen fragmentos de corteza oceánica y continental.
3. Hay tres tipos de movimientos relativos de placas: divergencia (divergencia), convergencia (convergencia) y movimientos de corte..
En consecuencia, se distinguen tres tipos de límites de placa principal.
Límites divergentes– límites a lo largo de los cuales se separan las placas.
Los procesos de estiramiento horizontal de la litosfera se denominan ruptura. Estos límites se limitan a las fisuras continentales y las dorsales oceánicas en las cuencas oceánicas.
El término "rift" (del inglés rift - brecha, grieta, brecha) se aplica a grandes estructuras lineales de origen profundo, formadas durante el estiramiento de la corteza terrestre. En términos de estructura, son estructuras tipo graben.
Se pueden formar fisuras tanto en la corteza continental como en la oceánica, formando un único sistema global orientado con respecto al eje geoide. En este caso, la evolución de los rifts continentales puede conducir a una ruptura en la continuidad de la corteza continental y a la transformación de este rift en un rift oceánico (si la expansión del rift se detiene antes de la etapa de ruptura de la corteza continental, se llena de sedimentos y se convierte en aulacógeno).
El proceso de separación de placas en zonas de rifts oceánicos (cordilleras oceánicas) va acompañado de la formación de nueva corteza oceánica debido al derretimiento magmático basáltico procedente de la astenosfera. Este proceso de formación de nueva corteza oceánica debido a la afluencia de material del manto se llama extensión(del inglés spread - extender, desplegar).
Estructura de la dorsal oceánica
Durante la expansión, cada pulso de extensión va acompañado de la llegada de una nueva porción de manto fundido que, cuando se solidifica, forma los bordes de las placas que divergen del eje MOR.
Es en estas zonas donde se forma la corteza oceánica joven.
Límites convergentes– límites a lo largo de los cuales ocurren las colisiones de placas. Puede haber tres opciones principales de interacción durante una colisión: litosfera “oceánica - oceánica”, “oceánica - continental” y “continental - continental”. Dependiendo de la naturaleza de las placas en colisión, pueden ocurrir varios procesos diferentes.
Subducción- el proceso de subducción de una placa oceánica bajo una continental u otra oceánica. Las zonas de subducción se limitan a las partes axiales de las trincheras de aguas profundas asociadas con arcos de islas (que son elementos de márgenes activos). Los límites de subducción representan aproximadamente el 80% de la longitud de todos los límites convergentes.
Cuando las placas continental y oceánica chocan, un fenómeno natural es el desplazamiento de la placa oceánica (más pesada) debajo del borde de la continental; Cuando dos océanos chocan, el más antiguo (es decir, el más frío y denso) de ellos se hunde.
Las zonas de subducción tienen una estructura característica: sus elementos típicos son una fosa de aguas profundas, un arco de isla volcánica, una cuenca de arco posterior. En la zona de flexión y subtracción de la placa subductora se forma una zanja de aguas profundas. A medida que esta placa se hunde, comienza a perder agua (que se encuentra en abundancia en sedimentos y minerales), este último, como se sabe, reduce significativamente la temperatura de fusión de las rocas, lo que conduce a la formación de centros de fusión que alimentan los volcanes de los arcos insulares. En la parte trasera de un arco volcánico suele producirse cierto estiramiento, lo que determina la formación de una cuenca de fondo de arco. En la zona de la cuenca del retroarco, el estiramiento puede ser tan significativo que provoca la ruptura de la corteza de placas y la apertura de una cuenca con corteza oceánica (el llamado proceso de expansión del retroarco).
La inmersión de la placa subductora en el manto se remonta a los focos de terremotos que se producen en el contacto de las placas y dentro de la placa subductora (más fría y, por tanto, más frágil que las rocas del manto circundante). Esta zona focal sísmica se llama Zona Benioff-Zavaritsky.
En las zonas de subducción comienza el proceso de formación de nueva corteza continental.
Un proceso mucho más raro de interacción entre placas continentales y oceánicas es el proceso obducción– empuje de parte de la litosfera oceánica hacia el borde de la placa continental. Cabe destacar que durante este proceso, la placa oceánica se separa y solo avanza su parte superior, la corteza y varios kilómetros del manto superior.
Cuando chocan placas continentales, cuya corteza es más ligera que el material del manto y, como resultado, no es capaz de sumergirse en ella, se produce un proceso. colisiones. Durante la colisión, los bordes de las placas continentales en colisión se aplastan, se aplastan y se forman sistemas de grandes empujes, lo que conduce al crecimiento de estructuras montañosas con una compleja estructura de pliegue-empuje. Un ejemplo clásico de tal proceso es la colisión de la placa del Indostán con la placa euroasiática, acompañada del crecimiento de los grandiosos sistemas montañosos del Himalaya y el Tíbet.
Modelo de proceso de colisión
El proceso de colisión reemplaza al proceso de subducción, completando el cierre de la cuenca oceánica. Además, al comienzo del proceso de colisión, cuando los bordes de los continentes ya se han acercado, la colisión se combina con el proceso de subducción (los restos de la corteza oceánica continúan hundiéndose bajo el borde del continente).
El metamorfismo regional a gran escala y el magmatismo granitoide intrusivo son típicos de los procesos de colisión. Estos procesos conducen a la creación de una nueva corteza continental (con su típica capa de granito-gneis).
Transformar límites– límites a lo largo de los cuales se producen los desplazamientos cortantes de las placas.
Límites de las placas litosféricas de la Tierra
1 – límites divergentes ( A - dorsales oceánicas, b - fisuras continentales); 2 – transformar fronteras; 3 – límites convergentes ( A - arco de islas, b - márgenes continentales activos, V - conflicto); 4 – dirección y velocidad (cm/año) del movimiento de la placa.
4. El volumen de corteza oceánica absorbida en las zonas de subducción es igual al volumen de corteza que emerge en las zonas de expansión. Esta posición enfatiza la idea de que el volumen de la Tierra es constante. Pero esta opinión no es la única y definitivamente probada. Es posible que el volumen del avión cambie de forma pulsante o que disminuya debido al enfriamiento.
5. La principal razón del movimiento de las placas es la convección del manto. , causado por corrientes termogravitacionales del manto.
La fuente de energía de estas corrientes es la diferencia de temperatura entre las regiones centrales de la Tierra y la temperatura de sus partes cercanas a la superficie. En este caso, la mayor parte del calor endógeno se libera en el límite del núcleo y el manto durante el proceso de diferenciación profunda, que determina la desintegración de la sustancia condrítica primaria, durante el cual la parte metálica se precipita hacia el centro, formando hasta el núcleo del planeta, y la parte de silicato se concentra en el manto, donde se diferencia aún más.
Las rocas calentadas en las zonas centrales de la Tierra se expanden, su densidad disminuye y flotan, dando paso a masas más frías y, por tanto, más pesadas que se hunden, que ya han cedido parte del calor en las zonas cercanas a la superficie. Este proceso de transferencia de calor ocurre de forma continua, dando como resultado la formación de células convectivas cerradas ordenadas. En este caso, en la parte superior de la célula, el flujo de materia se produce casi en un plano horizontal, y es esta parte del flujo la que determina el movimiento horizontal de la materia de la astenosfera y las placas ubicadas en ella. En general, las ramas ascendentes de las células convectivas se encuentran bajo las zonas de límites divergentes (MOR y rifts continentales), mientras que las ramas descendentes se encuentran bajo las zonas de límites convergentes.
Así, la principal causa del movimiento de las placas litosféricas es el “arrastre” de las corrientes convectivas.
Además, varios otros factores actúan sobre las losas. En particular, la superficie de la astenosfera resulta algo elevada por encima de las zonas de ramas ascendentes y más deprimida en las zonas de hundimiento, lo que determina el "deslizamiento" gravitacional de la placa litosférica ubicada sobre una superficie plástica inclinada. Además, hay procesos de atracción de la litosfera oceánica pesada y fría en las zonas de subducción hacia la astenosfera caliente y, como consecuencia, menos densa, así como acuñamientos hidráulicos por basaltos en las zonas MOR.
Figura - Fuerzas que actúan sobre las placas litosféricas.
Las principales fuerzas impulsoras de la tectónica de placas se aplican a la base de las partes intraplacas de la litosfera: las fuerzas de arrastre del manto FDO debajo de los océanos y FDC debajo de los continentes, cuya magnitud depende principalmente de la velocidad del flujo astenosférico, y la Este último está determinado por la viscosidad y el espesor de la capa astenosférica. Dado que bajo los continentes el espesor de la astenosfera es mucho menor y la viscosidad es mucho mayor que bajo los océanos, la magnitud de la fuerza FDC casi un orden de magnitud menor que FDO. Debajo de los continentes, especialmente en sus partes antiguas (escudos continentales), la astenosfera casi se aprieta, por lo que los continentes parecen estar "varados". Dado que la mayoría de las placas litosféricas de la Tierra moderna incluyen partes oceánicas y continentales, se debe esperar que la presencia de un continente en la placa, en general, "ralentice" el movimiento de toda la placa. Así es como sucede realmente (las placas casi puramente oceánicas que se mueven más rápido son las del Pacífico, Cocos y Nazca; las más lentas son las placas euroasiática, norteamericana, sudamericana, antártica y africana, una parte importante de cuya superficie está ocupada por continentes) . Finalmente, en los límites de las placas convergentes, donde los bordes pesados y fríos de las placas litosféricas (losas) se hunden en el manto, su flotabilidad negativa crea una fuerza FNB(índice en la designación de fuerza - del inglés flotabilidad negativa). La acción de este último conduce al hecho de que la parte subductora de la placa se hunde en la astenosfera y arrastra consigo toda la placa, aumentando así la velocidad de su movimiento. obviamente fuerza FNB actúa de forma episódica y sólo en determinadas situaciones geodinámicas, por ejemplo en los casos de colapso de losas descritos anteriormente a lo largo del tramo de 670 km.
Así, los mecanismos que ponen en movimiento las placas litosféricas se pueden clasificar condicionalmente en los dos grupos siguientes: 1) asociados a las fuerzas de “arrastre” del manto ( mecanismo de arrastre del manto), aplicado en cualesquiera puntos de la base de las losas, en la Fig. 2.5.5 – fuerzas FDO Y FDC; 2) asociado con fuerzas aplicadas a los bordes de las placas ( mecanismo de fuerza de borde), en la figura - fuerzas FRP Y FNB. El papel de uno u otro mecanismo impulsor, así como determinadas fuerzas, se evalúa individualmente para cada placa litosférica.
La combinación de estos procesos refleja el proceso geodinámico general, cubriendo áreas desde la superficie hasta las zonas profundas de la Tierra.
Convección del manto y procesos geodinámicos.
Actualmente, en el manto terrestre se desarrolla una convección bicelular con células cerradas (según el modelo de convección a través del manto) o una convección separada en el manto superior e inferior con acumulación de losas bajo zonas de subducción (según el modelo bicelular). modelo de niveles). Los polos probables del ascenso del material del manto se encuentran en el noreste de África (aproximadamente debajo de la zona de unión de las placas africana, somalí y árabe) y en la región de la Isla de Pascua (debajo de la cresta media del Océano Pacífico, la elevación del Pacífico Oriental). .
El ecuador de hundimiento del manto sigue una cadena aproximadamente continua de límites de placas convergentes a lo largo de la periferia de los océanos Pacífico e Índico oriental.
El régimen moderno de convección del manto, que comenzó hace aproximadamente 200 millones de años con el colapso de Pangea y dio origen a los océanos modernos, cambiará en el futuro a un régimen unicelular (según el modelo de convección a través del manto) o ( Según un modelo alternativo), la convección se convertirá en un manto debido al colapso de las losas a lo largo de una división de 670 km. Esto puede provocar una colisión de continentes y la formación de un nuevo supercontinente, el quinto en la historia de la Tierra.
6. Los movimientos de las placas obedecen a las leyes de la geometría esférica y pueden describirse basándose en el teorema de Euler. El teorema de rotación de Euler establece que cualquier rotación del espacio tridimensional tiene un eje. Por tanto, la rotación se puede describir mediante tres parámetros: las coordenadas del eje de rotación (por ejemplo, su latitud y longitud) y el ángulo de rotación. A partir de esta posición se puede reconstruir la posición de los continentes en épocas geológicas pasadas. Un análisis de los movimientos de los continentes llevó a la conclusión de que cada 400-600 millones de años se unen en un solo supercontinente, que posteriormente se desintegra. Como resultado de la división de Pangea, un supercontinente de este tipo, que ocurrió hace 200-150 millones de años, se formaron los continentes modernos.
Algunas evidencias de la realidad del mecanismo de la tectónica de placas litosféricas
Edad más avanzada de la corteza oceánica con distancia a los ejes de expansión(ver imagen). En la misma dirección se observa un aumento en el espesor y la integridad estratigráfica de la capa sedimentaria.
Figura - Mapa de la edad de las rocas del fondo del océano del Atlántico Norte (según W. Pitman y M. Talvani, 1972). Las secciones del fondo del océano de diferentes intervalos de edad están resaltadas en diferentes colores; Los números indican la edad en millones de años.
Datos geofísicos.
Figura - Perfil tomográfico a través de la Fosa Helénica, Creta y el Mar Egeo. Los círculos grises son hipocentros de terremotos. La placa del manto frío en subducción se muestra en azul, el manto caliente se muestra en rojo (según V. Spackman, 1989)
Los restos de la enorme placa Faralon, que desapareció en la zona de subducción bajo América del Norte y del Sur, están registrados en forma de losas del manto "frío" (sección a lo largo de América del Norte, a lo largo de las ondas S). Según Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, no. 4, 1-7
Las anomalías magnéticas lineales en los océanos fueron descubiertas en los años 50 durante estudios geofísicos del Océano Pacífico. Este descubrimiento permitió a Hess y Dietz formular la teoría de la expansión del fondo del océano en 1968, que se convirtió en la teoría de la tectónica de placas. Se convirtieron en una de las pruebas más convincentes de la exactitud de la teoría.
Figura - Formación de anomalías magnéticas en la tira durante la extensión.
La razón del origen de las anomalías magnéticas de las franjas es el proceso de formación de la corteza oceánica en las zonas de expansión de las dorsales oceánicas; los basaltos en erupción, cuando se enfrían por debajo del punto de Curie en el campo magnético de la Tierra, adquieren una magnetización remanente. La dirección de magnetización coincide con la dirección del campo magnético de la Tierra, sin embargo, debido a las inversiones periódicas del campo magnético de la Tierra, los basaltos en erupción forman franjas con diferentes direcciones de magnetización: directa (que coincide con la dirección moderna del campo magnético) y inversa. .
Figura - Esquema de formación de la estructura en franjas de la capa magnéticamente activa y anomalías magnéticas del océano (modelo Vine – Matthews).